Paleoceanografia e Paleoclimatologia - Tesina

H O O

2 2

Dove gli α sono fattori di frazionamento. Durante la fotosintesi c’è un ridotto frazionamento isotopico dell’ossigeno,

ma durante la respirazione lo scarto del fattore di frazionamento, ε, è circa -20‰. Riarrangiando la formula ottengo

che:  

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O

 

 

16 

 

O P 1

  

O

2 1

.

020



 

18 R 0

.

980

O

 

 

16

 

O H O

2

Se sottraiamo 1 e moltiplichiamo per 1000 da entrambi i lati avremo che: la parte sinistra dell’equazione è uguale alla

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definizione di δ O di O rispetto allo standard SMOW, e la parte destra dell’equazione è +20‰. Questo valore è

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minore del valore misurato di +23,5‰ perché circa metà della produzione di ossigeno da parte della fotosintesi

avviene sulle terre emerse e l’altra metà in oceano. L’O prodotto dalla fotosintesi terrestre è 4‰-8‰ più pesante

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dello SMOW perché l’evaporazione eccede la precipitazione nell’acqua. Il δ O medio prodotto dalla fotosintesi

acquatica e terrestre è quindi +22‰, +24‰. Assumendo che la suddivisione della fotosintesi terrestre e marina e che i

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fattori di frazionamento siano rimasti costanti nel tempo, allora l’unica causa della variazione di δ O- O atmosferico

2

intrappolato nelle bolle d’aria nei ghiacci è la variazione nel rapporto isotopico dell’acqua di mare.

Un aspetto delicato della comparazione delle registrazioni preservate nelle calotte di ghiaccio e nei sedimenti marini è

la compensazione tra l’età dei ghiacci e l’età dell’atmosfera intrappolata nei ghiacci. Ci sono modelli in grado di

simulare questo processo che indicano che la differenza di età dipende da vari fattori della modalità di deposizione dei

ghiacci che cambiano anche tra periodo glaciale a periodo interglaciale. Quindi, l’errore nella determinazione della

differenza tra l’età dei ghiacci e dei gas è di molte migliaia di anni nei ghiacci più vecchi (10-100 ky), e di molte

centinaia di anni nei ghiacci più giovani (1-10 ky).

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Confrontando le variazioni di δ O-O con le variazioni di CO e CH (tutti misurati dalle bolle d’aria e quindi

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caratteristici della stessa atmosfera), il momento della variazione dei volumi dei ghiacci e della chimica dell’atmosfera

possono essere direttamente comparati. L’unica correzione che deve essere fatta è un ritardo di circa 2 ky tra le

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variazioni del δ O nell’acqua di mare e del δ O- O atmosferico a causa del tempo di residenza di O nell’atmosfera,

2 2

τ , che è uguale al numero di moli di O nell’atmosfera diviso il tasso di fotosintesi globale:

atm 2

 

20

1

.

77 10 mol air 0

.

21 mol O / mol air

  

2 2

.

0 ky





atm 16 1

1

.

8 10 mol O y

2 18

Con questa correzione è possibile confrontare le variazioni in δ O nel record dei Foraminiferi marini

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(sistematicamente datato con radioisotopi e forzanti orbitali) con le variazioni del δ O atmosferico misurate nelle

bolle intrappolate nelle calotte di ghiaccio. 18

I tre maggiori traccianti gassosi atmosferici nelle bolle d’aria dei ghiacci (f , CH e δ O- O ) rivelano cambiamenti in

CO2 4 2

processi molto diversi. Variazioni nella CO sono correlati alla circolazione oceanica e ai processi biogeochimici;

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variazioni in CH riflettono l’estensione delle zone paludose; infine δ O- O è il tracciante primario del δ O dell’acqua

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di mare frazionato dalla fotosintesi. Con questi tre traccianti è possibile determinare il momento, durante le

transizioni glaciali, in cui sono avvenuti certi processi fisici.

La modalità di variazione nel tempo di questi traccianti è stata misurata per le ultime quattro transizioni glaciali nella

carota di ghiaccio di Vostok.

Vediamo in figura che le linee tratteggiate corrispondono sempre ad un drastico aumento della concentrazione di CH ,

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che all’incirca coincide con l’inizio dell’alleggerimento di δ O-O (muovendoci verso sinistra, ovvero dal periodo

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glaciale a quello interglaciale successivo). Quindi, se stiamo leggendo i traccianti correttamente, questa linea marca

l’inizio di un sostanziale scioglimento dei ghiacci.

Considerando il tempo di residenza dell’O in atmosfera, ci aspetteremmo che lo scioglimento dei ghiacci cominci 2 ky

2

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prima dell’inizio della variazione del δ O-O atmosferico. Guardando bene CO e CH vediamo che, in ogni transizione,

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entrambi iniziano ad aumentare 4-8 ky prima che il δ O- O si alleggerisca.

2

Quindi i processi che controllano la concentrazione dei gas in atmosfera hanno condotto al cambiamento dei volumi di

ghiaccio durante le transizioni glaciali.

Una delle teorie più accettate sulle cause delle transizioni dal periodo glaciale a quello interglaciale è che un aumento

della radiazione solare provoca l’inizio dello scioglimento dei ghiacci con un conseguente abbassamento dell’albedo

(albedo = luce riflessa; abbassamento dell’albedo = più luce assorbita = riscaldamento) che porta a sua volta ad uno

scioglimento ancora maggiore.

I dati analizzati sulla carota di ghiaccio suggeriscono che i processi negli oceani e nelle zone terrestri tropicali, innescati

durante la transizione, avvengano prima che le variazioni del livello del mare dovute allo scioglimento dei ghiacci. Gli

anticipi, forzanti, e i ritardi dei processi fisici inerenti alle transizioni sono un soggetto molto controverso e la giusta

sequenza di inizio dei vari processi è al giorno d’oggi incerta. Tuttavia, la più semplice interpretazione temporale dei

traccianti delle carote di ghiaccio suggerisce che i cambiamenti nella chimica dell’atmosfera avvengano prima dei

cambiamenti dei volume dei ghiacci polari.

Transizioni climatiche rapide (su scala millenaria)

Lo studio dettagliato delle transizioni glaciali ha messo in luce come il cambiamento climatico, indicato dalle

informazioni preservate nelle calotte di ghiaccio, abbia una natura estrema e repentina. Ciò è illustrato molto

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chiaramente nel δ O (o δD) dei ghiacci, riguardo gli ultimi 110 ky, nella carota di ghiaccio GISP2 prelevata in

Groenlandia.

Ricordiamoci che l’intervallo di tempo definito Olocene, ovvero gli ultimi 11 ky circa, rappresenta un periodo di

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stabilità climatica anomalo, come registrato dal δ O nelle carote di ghiaccio che coprono gli ultimi 100 ky. Prima

dell’Olocene, gli “archivi” indicano una serie di bruschi periodi di riscaldamento nell’ultimo periodo glaciale che sono

stati nominati “oscillazioni di Dansgaard-Oeschger” (D/O). Considerando che il tasso di accumulo di nevi in

Groenlandia è relativamente veloce, è possibile contare le bande (strati) annuo - stagionali nei ghiacci risalenti almeno

fino all’ultima transizione glaciale. Variazioni nelle concentrazioni di CH nelle bolle d’aria del GISP2 seguono

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fedelmente le variazioni di temperatura, con valori maggiori di CH nei periodi più caldi. Si pensa che essi indichino

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una espansione e contrazione delle wetlands associate a relativamente rapidi eventi di riscaldamento e

raffreddamento. Sfortunatamente non è stato possibile determinare il contenuto in CO delle bolle dei ghiacci glaciali

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della Groenlandia in quanto contaminata dai carbonati delle polveri contenute nei ghiacci stessi.

Tre sono le domande principali che sorgono:

1) Qual’era la portata geografica degli eventi climatici di scala millenaria?

2) Di quale portata e quanto veloce è stato il riscaldamento?

3) Quali sono state le cause di questi rapidi cambiamenti climatici?

Sebbene sia più difficile determinare eventi climatici di bassa scala dai ghiacci Antartici, a causa del lento tasso di

accumulo, la risposta è arrivata da un’analisi estremamente dettagliata di δD del ghiaccio e di CO e CH nelle bolle dei

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ghiacci, risalenti all’ultima transizione glaciale, di una carota estratta nel Dome C vicino al centro della calotta di

ghiaccio dell’Antartide Orientale (vicino al Vostok).

Al fine di posizionare il δD del ghiaccio e le concentrazioni dei gas sulla stessa scala temporale, è stata stimata la

differenza di età tra i ghiacci e i gas utilizzando un modello per l’accumulo dei ghiacci affidabile entro

approssimativamente ± 400 y. Le variazioni estreme nel CH , che sono cominciate all’incirca 14,5 ky BP e sono durate

4

circa 2 ky sono contemporanee agli eventi di rapido riscaldamento alla fine dell’ultimo periodo glaciale, chiamato

interstadio Bølling, che ha portato all’optimum climatico di Bølling-Alerod (B/A), ben conosciuto grazie a diversi studi

climatici terrestri. 18

Dopo il B/A i valori di δ O e CH dei ghiacci della Groenlandia indicano che le condizioni sono sprofondate di nuovo in

4

un breve periodo (circa 1 ky) di glaciazione. Questo evento è temporalmente sincrono con il minimo CH indicato nella

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carota di ghiaccio Antartica e conosciuto come Dryas Recente (Yunger Dryas Y/D), da studi svolti sul clima terrestre.

Il tempo medio di ossidazione di CH nell’atmosfera è circa 10 anni e lo scambio atmosferico tra gli Emisferi Boreale e

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Australe è di circa 1 anno. Quindi i cambiamenti di CH osservati nella carota di ghiaccio del Dome C in Antartide sono

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probabilmente globali e probabilmente riflettono l’estensione delle wetlands tropicali, che sono oggi giorno le più

importanti fonti di metano.

_ Le variazioni di δD (temperatura) osservati nel Dome C non seguono lo stesso comportamento di quelle misurate

nelle carote della Groenlandia. Mentre durante il B/A la Groenlandia si riscaldava, il δD, indice di temperatura,

dell’Antartide indica un leggero raffreddamento. Quando la Groenlandia si è rituffata nel gelido Y/D, l’Antartide si è

riscaldato. Questi eventi a scala millenaria sembrano sfasati, il che forse indica che un emisfero precede il

cambiamento climatico e fa da forzante per l’altro emisfero che segue.

Di fatto non ci si aspetta che le variazioni in CO e CH nell’atmosfera si assomiglino perché: il CH ha 10 anni di vita in

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atmosfera e quindi può rispondere velocemente a cambiamenti dell’intensità della sorgente; la CO atmosferica

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invece, sebbene abbia comunque approssimativamente 10 anni di vita in atmosfera se consideriamo lo scambi